通过接收函数和瑞利波联合反演揭示青藏高原东南缘两个壳内低速通道

Xuewei Bao　Xiaoxiao Sun　Mingjie Xu　David W.Eaton　Xiaodong Song　Liangshu Wang　Zhifeng Ding　Ning Mi　Hua Li　Dayong Yu　Zhouchuan Huang　Pan Wang



通过接收函数和瑞利波联合反演揭示青藏高原东南缘两个壳内低速通道

Xuewei BaoXiaoxiao SunMingjie XuDavid W.EatonXiaodong SongLiangshu WangZhifeng DingNing MiHua LiDayong YuZhouchuan HuangPan Wang

摘要目前解释青藏高原东缘的生长与扩张有诸多动力学模型，如：刚性块体挤出模型、连续变形和中下地壳流模型。由于受到岩石层结构模型分辨率的限制，青藏高原演化和变形的动力学过程仍不清楚。我们利用最新布设在青藏高原东南缘的地震台阵，通过接收函数和瑞利波联合反演得到了该区高分辨率三维岩石层横波速度模型，更好地揭示了壳内低速带(LVZ)分布特征。我们的速度模型显示研究区壳内存在两个低速通道，这两个低速通道边界与该区主要走滑断裂相对应，且沿着东喜马拉雅构造结顺时针分布，这与该区地壳物质顺时针运动模式比较一致。此外，我们观测到该区域主要大地震分布在这两个低速通道边界区域。据此，我们提出塑性流动和剪切变形在青藏高原的隆升和变形过程中都起了重要作用。

关键词青藏高原低速带地壳流瑞利波接收函数联合反演

0引言

新生代印度—欧亚板块碰撞导致了青藏高原(TP)的隆升、地壳缩短与增厚(Harrisonetal，1992；Hubbard and Shaw，2009；Molnar and Tapponnier，1975；Roydenetal，2008；Tapponnieretal，2001；Yin and Harrison，2000)。不同学者提出了诸多模型用以解释青藏高原东缘的变形特征，例如：(1)刚性块体挤出模型，变形主要集中在块体边界走滑断裂上(Molnar and Tapponnier，1975；Tapponnieretal，1982，2001)；(2)连续变形模式，认为大陆变形是连续分布的(England and Houseman，1986；Yang and Liu，2013)；(3)中下地壳流模型(Clark and Royden，2000；Roydenetal，1997；Shenetal，2001)。受研究方法和数据分辨率限制，青藏高原生长和变形机制尚不清楚。因此，究竟哪种模型最适合描述青藏高原东缘岩石层变形，目前尚无统一认识。

我们的研究区域(图1中白色线框)是研究青藏高原运动学和动力学的理想区域(Copley，2008)。该研究区被怒江断裂(NJF)、金沙江—红河断裂(JSJF-RRF)和安宁河—则木河—小江断裂(ANHF-ZMHF-XJF)划分为4个主要块体(图2)：滇缅泰块体(YMTB)、印支块体(ICB)、川滇菱形块体(SYDB)和华南地块(SCB)。小金河断裂(XJHF)将川滇菱形块体分为南北两部分。先前的研究表明青藏高原东南缘低速区可能在深部被该区断层截断(Chenetal，2014；Huangetal，2002；Wangetal，2003；Yaoetal，2008，2010)。由于空间分辨率不足或限于先前岩石层结构模型的地理范围，青藏高原东南缘低速区与断层之间的关系仍不十分清楚。

全球定位系统速度场(相对于华南地块)显示川滇菱形块体沿着东喜马拉雅构造结发生顺时针旋转(图1)，表明因印度—欧亚板块碰撞，青藏高原地壳物质向东南挤出(Ganetal，2007；Shenetal，2005；Zhangetal，2004)。但全球定位系统速度场为什么会在26°N附近改变方向(由向南变为向西南)，到了更南边全球定位系统速度方向甚至变为向西？目前并没有很好的解释。由于各个块体间复杂的构造运动，研究区内地震事件发生相对频繁。大多数地震事件沿着研究区主要断层发生，震源机制解以走滑断裂为主(图1)。自1970年代以来，有8个大地震(震级≥7.0)发生在该区域。如近年来，2014年8月3日鲁甸发生6.5级地震，造成了巨大的伤亡和损失。对地震活动性和地壳运动的进一步理解需要我们对深部地壳结构有更深的认识。

图1　青藏高原东南缘及其周边地形和研究区位置(白色线框)。绿色箭头代表该区相对于华南地块全球定位系统速度场(Shen et al，2005)；沙滩球代表该区的震源机制解(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

图2　(a)研究区构造背景：绿色实线代表块体边界；黑色实线代表该区主要断裂。YMTB：滇缅泰块体；ICB：印支块体；SYDB：川滇菱形块体；SCB：华南地块；SB：四川盆地；SM：思茅盆地；CX：楚雄盆地；NJF：怒江断裂；LCJF：澜沧江断裂；JSJF：金沙江断裂；RRF：红河断裂；LTF：理塘断裂；XJHF：小金河断裂；DLF：大理断裂；CHF：程海断裂；LZJF：绿汁江断裂；CTF：楚雄—通海断裂；XJF：小江断裂；ZMHF：则木河断裂；ANHF：安宁河断裂；SMF：石棉断裂；RLF：瑞丽—龙陵断裂；NTHF：南汀河断裂；WLSF：无量山断裂；QJF：曲江断裂。(b)台站分布图(三角形)。灰色三角形表示在图S4(详见原文附录)中沿25°N描绘接收函数剖面所用的台站(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

本文通过P波接收函数和瑞利波相速度以及群速度联合反演，研究青藏高原东南缘的低速区分布特征。利用青藏高原东南缘最新布设的密集台阵，我们试图获得研究区高分辨率地壳和上地幔剪切波三维速度结构。低速区经常被视为因流体或部分熔融而形成的软弱区，因此我们会着重关注壳内低速区的详细分布特征以及它们之间的连通性(Liuetal，2014；Nelsonetal，1996；Unsworthetal，2005；Weietal，2001)。我们模型的显著特征包括：(1)中下地壳存在两个低速通道。这两个低速通道绕东喜马拉雅构造结呈顺时针分布，与全球定位系统显示的该区地壳运动模式较对应；(2)这两个低速通道边界与该区主要走滑断裂对应，且该区主要大地震沿着低速通道边界分布。我们的结果为青藏高原东南缘的变形和地震活动性提供了新的视野。

1数据

我们使用了两组独立数据：P波接收函数及瑞利波相速度和群速度。接收函数由中国地震科学探测台站项目位于青藏高原东南缘的300多个宽频带流动台站(图2b)，在2011年8月至2012年8月期间记录的远震P波波形数据计算获得(Ding and Wu，2013)。这些台站由中国地震局和南京大学在2010年9月布设，台站平均间距约为35km。每个台站由一个Guralp CMG-40或一个CMG-3ESP地震检波器和一个Reftek 130数据采集系统组成。瑞利波相速度和群速度数据(周期范围为10～70s)来源于中国大陆噪声成像，此研究工作利用了1 000多个地震台站，包括最近更新的中国区域地震台网和几个青藏高原地区大陆岩石层台阵地震研究计划(PASSCAL)的流动台阵，成像结果在青藏高原东南缘分辨率达到1°(Baoetal，2015)。图S1(详见原文附录)展示了几个代表性瑞利波相速度图以及两个瑞利波频散数据反演的剪切波速度剖面(分别沿着25°N和26°N)。

2方法

2.1接收函数

我们共收集到震级≥5，震中距30°～90°，具有高信噪比的545个地震事件(图3)，采用时间域迭代反褶积方法(Ligorria and Ammon，1999)计算接收函数。计算中利用高斯低通滤波去除高频噪声，对每个地震事件，我们设高斯系数为2.0(对应拐角频率1Hz)。为确保接收函数的可靠性，我们使用Funclab软件(Eagar and Fouch，2012)对每个台站所有接收函数逐一挑选，舍弃波形质量差的事件，共得到10 702个径向接收函数。图S2～3(详见原文附录)分别显示了台站53065以及53156径向和切向接收函数。图S4(详见原文附录)显示了沿25°N径向接收函数剖面，大多数台站Pms转换波清晰可见，在台站52048以西可观测到强的壳内负震相。本文我们只利用径向接收函数获取各向同性速度结构，虽然切向接收函数上的能量有可能表明研究区有着复杂的构造结构(如方位各向异性或倾斜界面)(图S2～3，详见原文附录)。

图3　地震事件震中分布。红色实心圆代表地震事件；绿色三角代表台阵中心(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

2.2联合反演

接收函数和面波联合反演已成为获取剪切波速度结构的有效方法(Gilliganetal，2014；Julietal，2000；Lawrence and Wiens，2004；Liuetal，2014；Shenetal，2013；Sosaetal，2014；Xuetal，2013b)。本文以AK135为初始模型(Kennettetal，1995)，利用线性联合反演方法(Herrmann and Ammon，2002；Julietal，2000)获得青藏高原东南缘地壳和上地幔剪切波速度结构。接收函数对速度界面比较敏感，而瑞利波频散曲线可以约束平均速度(Baoetal，2011b；Julietal，2000)，因此二者联合反演可以更好地约束剪切波速度结构(图S5，详见原文附录)。通过联合反演这两组数据，我们期望获得青藏高原东南缘更好的剪切波速度结构，利用瑞利波约束大尺度背景速度，接收函数约束小尺度速度变化。分辨率测试显示联合反演分辨率大概为2km，误差小于0.05km/s(图S5，详见原文附录)。结果模型对初始模型依赖性较小是联合反演的另一优势(Julietal，2000)。

通常每个台站有很多接收函数，那么联合反演有两种方法，且两种方法反演结果类似。第一种方法是获取一个速度模型拟合所有接收函数(Sunetal，2014)；第二种方法先将各台站所有接收函数分别叠加再进行联合反演(Liuetal，2014)。本文采用第二种方法联合反演以节约计算时间。此外，我们利用自助法(Efron and Tibshirani，1991)估计联合反演速度模型误差，如果台站有N个接收函数，则从这N个接收函数中随机抽取1.5*N个接收函数并进行叠加。重复操作500次得到500个叠加的接收函数，分别对这500个接收函数和瑞利波频散数据联合反演得到500个剪切波速度模型。测试结果显示了联合反演的稳定性，速度模型误差在0.05km/s范围内(图S6，详见原文附录)。

图4　(a)台站51048反演的剪切波速度结构。(b)接收函数拟合：黑色曲线为实际观测接收函数；蓝色曲线为反演模型的理论接收函数。(c)瑞利波相速度和群速度拟合：黑点为实际相速度；蓝点为理论相速度；黑色三角为实际群速度；蓝色三角为理论群速度(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

图5　接收函数和瑞利波联合反演的莫霍面深度。黑色三角代表腾冲火山；红色短棒代表横波分裂结果(Lev et al，2006；Sol et al，2007；Wang et al，2008)；短棒方向和长度分别代表快波方向和延迟时间(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

我们将垂向速度梯度局部最大且S波速度在下地壳和上地幔波速之间(如3.8～4.3km/s)的速度界面视为莫霍面。图4显示了台站51048联合反演的结果，从图4a中可见壳内存在低速，图4b，c显示接收函数和瑞利波频散都拟合得很好。补充材料中有更多联合反演结果实例(图S7～9，详见原文附录)。

为了说明联合反演的可靠性，我们做了正演测试。将联合反演得到的S波速度模型作为初始模型，计算接收函数和瑞利波群速度以及相速度，并进行联合反演S波速度。图S10(详见原文附录)显示结果模型较好，与初始模型只存在微小差别。

3结果

联合反演结果显示青藏高原东南缘地壳厚度和S波速度结构均存在明显的横向不均一性。由南到北，莫霍界面由浅(约30km)变深(约60km)(图5)，与前人研究结果一致(Lietal，2006；Lietal，2014；Xuetal，2007)。值得注意的是地壳由薄变厚明显变化的转换带在26°N附近，这一区域全球定位系统速度方向(图1)、横波分裂快波方向(图5)及壳内低速层走向(图6)均发生明显变化。图6显示了3km，15km，21km，31km，41km，52.5km，67.5km和115km深度S波速度变化情况。图7显示了几个代表性速度剖面(0～100km)，从图中可以看出低速层分布复杂，低速层边界与研究区主要走滑断裂对应。

图6显示不同深度的S波速度分布具有不同特点。在3km深度，四川盆地存在低速异常，与该区厚的沉积层有关，而腾冲火山显示高速特征，可能与近地表火山岩有关。其他一些低速异常可能是该区小盆地造成的，例如楚雄盆地和思茅盆地。在15km深度，研究区低速层广泛分布，并存在一些高速体，这与浅部3km速度分布完全不同。在21km深度，最显著的特征是两个低速带A和B绕着东喜马拉雅构造结顺时针分布，这与该区全球定位系统速度场反映的地壳物质流动方向一致(图1)，其中低速带A从川滇菱形块体北边向南穿过金沙江—红河断裂带进入滇缅泰块体，低速带B沿着绿汁江断裂从川滇菱形块体东南边向南穿过红河断裂进入印支块体。在31km深度，低速带A和B分别终止于红河断裂和楚雄—通海断裂，断裂处地壳厚度也发生明显变化(图5)。在41km深度，S波速度结构再次变化，研究区内只存在一个范围较大的低速带，这可能是研究区北边地壳较厚造成的(图5)。在52.5km深度，腾冲火山以及印支块体下方的低速层可能与上涌的软流层有关。在67.5km深度，软流层相关低速层出现在滇缅泰块体、印支块体和华南地块下方，这一低速特征在115km深度更加明显，突出了26°N南北两侧岩石层结构的差异，北部岩石层厚，南部岩石层薄。该岩石层厚度转换带与前人的研究结果一致(An and Shi，2006)，并与横波分裂快波方向变化一致(北部主要南北向，南部近东西向)(图5)(Fleschetal，2005；Levetal，2006；Soletal，2007；Wangetal，2008)，表明南北两边横波分裂起因不同，北部主要因为岩石层各向异性(Soletal，2007)，而南部为软流层各向异性。

图7显示了6条东西向的地壳厚度分布和S波速度结构剖面。剖面AA′显示壳内存在两个不同深度的低速区A和B，低速区A在10～20km深度且其东边界与澜沧江断裂对应，而低速区B在20～30km深度且东西边界分别和小江断裂和无量山断裂对应。剖面BB′显示低速区A和B零星分布，表明低速介质之间复杂的连通关系。北边剖面CC′和DD′均显示两个壳内低速区A和B变厚，这与北边地壳增厚相关。且低速区B的西边界与绿汁江断裂对应，而其东边界穿过小江断裂延伸到华南地块。值得注意的是，剖面CC′显示壳内低速区东边界在台站52048附近(即105°E附近)，沿着25°N剖面的接收函数(图S4，详见原文附录)显示台站52048以西壳内存在强负震相，这可能与壳内低速层有关，说明了我们模型的可靠性。以剖面CC′和DD′为例，比较联合反演和瑞利波频散单独反演结果(图S1e～f，详见原文附录)可以看出，联合反演可以更好地约束低速层的分布和莫霍面的特征。剖面EE′显示了最近在鲁甸发生的6.5级地震(红色五角星)位于低速区B的上方。更北边剖面FF′显示低速区A很厚，从10km一直延伸到40km深度，该低速区可能与Liu等(2014)在研究区北边发现的低速区域连通。值得关注的是研究区大部分地震(黑色十字)都发生在壳内低速区A和B的边界区域(图7)。

4青藏高原东南缘变形模式

地壳流模型要求中下地壳强度比上地壳弱几个数量级。该模型可以很好地解释青藏高原东缘地形变化以及上地壳没有明显缩短现象(Clark and Royden，2000；Roydenetal，1997，2008；Shenetal，2001)。诸多地球物理研究成果支持中下地壳软弱层的存在，例如：壳内低速层的存在(Baoetal，2013；Ceylanetal，2012；Fuetal，2010；Lietal，2008；Xuetal，2013a；Xu and Song，2010；Yangetal，2012；Yaoetal，2008)、中下地壳低电阻率(Baietal，2010；Unsworthetal，2005；Weietal，2001)、地壳平均波速比较高(Sunetal，2014；Xuetal，2007)、高热流值(Huetal，2000)和高衰减(Baoetal，2011；Zhaoetal，2013)等，表明中下地壳存在部分熔融、黏度降低等现象，从而可能造成地壳物质的塑性流动。此外，各向异性研究显示在青藏高原东南缘存在很强的径向各向异性，进一步支持由于地壳塑性流动而造成壳内云母和(或)角闪石的水平定向排列(Huangetal，2010；Shapiroetal，2004；Xieetal，2013)。

图6　3km，15km，21km，31km，41km，52.5km，67.5km和115km深度剪切波速度VS结构。黑色三角代表腾冲火山。(a)剖面AA′-FF′显示图7速度剖面位置。(b)红色空心圆代表1970～2014年地震震中分布，MS>5；红色五角星代表2014年8月3日鲁甸地震；P4显示图8剖面位置。(c～d)白色虚线代表壳内两个低速区A和B的边界(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

图7　剪切波速度VS剖面(剖面位置见图6a)。A和B代表壳内两个低速区(图6c，d)。白色曲线代表莫霍界面；黑色十字代表地震事件(图6b)；EE′剖面中的红色五角星代表2014年8月3日鲁甸地震。速度剖面上方为地形图(该图的彩色解释，读者可以参考本文的网络版)

最近的研究表明青藏高原东南缘可能存在两个地壳流动通道(Baietal，2010；Sunetal，2014；Zhaoetal，2013)。Bai等(2010)大地电磁成像结果显示了青藏高原壳内20～40km深度存在两个高电导率通道，并将其解释为两个独立的地壳流通道。Zhao等(2013)通过Lg波衰减成像在青藏高原东南缘发现了两个壳内高衰减通道，揭示了更加复杂的地壳流动模式。Sun等(2014)联合反演接收函数和瑞利波群速度，结果显示在青藏高原东南缘25°N附近存在两个壳内剪切波低速区。Chen等(2014)的噪声成像结果也显示了青藏高原东南缘壳内低速层的非连通性。图8比较了沿着P4剖面(图6b)电导率(Baietal，2010)、QLg值(Zhaoetal，2013)与本文得到的低速层分布情况。从图中可以看出，两个高电导率层(Baietal，2010)较好地对应两个低速层，且低速层B与低QLg(高衰减)(Zhaoetal，2013)大致对应，可能表明低速层内存在部分熔融。但低速层A在另一高衰减带的东边，可能是因为衰减模型在这一区域的分辨率较低所致。图8d显示了附近剖面的地壳平均波速比(VP/VS)分布情况(Sunetal，2014)，小江断裂西侧波速比较高，小江断裂以东低速层波速比为正常值，但其仍与高衰减和强径向各向异性区对应(Xieetal，2013)。

由于先前地震数据有限或分辨率较低等局限，青藏高原东南缘整个区域壳内低速层分布情况，以及低速层与地表运动、主要断裂的关系尚不十分清楚。青藏高原东南缘密集分布的宽频带流动台站使我们能够获得该区高分辨率岩石层结构。我们的速度模型显示青藏高原东南缘中下地壳存在两个独立的低速带A和B(图6，7)，这两个低速带绕着东喜马拉雅构造结顺时针分布，且其边界与研究区主要走滑断裂，如金沙江断裂、小江断裂和绿汁江断裂相对应。低速区A和B对应高电导(Baietal，2010)、强衰减(Zhaoetal，2013)和强径向各向异性(Huangetal，2010；Xieetal，2013)，很可能是壳内的软弱层，在重力势能作用下发生塑性流动(Clark and Royden，2000；Copley，2008)。地壳运动方向(图1)与低速带A和B走向(图6)的一致性可能表明低速带对该区上地壳顺时针旋转有一定的影响。研究区主要走滑断裂与低速区A和B边界的对应关系可能表明壳内低速层的形成与该区剪切变形有着密切联系，一方面，块体间沿着走滑断裂相对运动产生的剪切热量，可能降低中下地壳的黏度和地震波速度，从而形成壳内低速(Leloupetal，1999)；另一方面，低黏度的低速层也会促进上地壳的相对运动。因此，我们认为塑性流动和剪切变形在青藏高原的隆升和扩展过程中都起了重要作用。前人的相关研究也指出了地壳流动和剪切变形对青藏高原东南缘变形的重要性(Liuetal，2014；Yaoetal，2008，2010)。

研究区复杂的地壳不均一性对该区地震灾害的理解有着重要意义。地壳塑性流动和剪切变形的联合解释为该区地震活动性提供了一些新的认识。图7显示该研究区内绝大多数地震事件都发生在低速区A和B的边界区域。这一关系表明虽然地震事件一般发生在中上地壳，但中下地壳低速层可能促进断层运动而触发地震，因此地球深部变形对地震生成也起着重要作用。

图8　沿P4剖面。(a)地形图。(b)lg(QLg)与lg(f)的关系(Zhao et al，2013)。(c)剪切波速度VS结构，其中A和B代表壳内两个低速区域，矩形框标出了高电导区域(Bai et al，2010)。(d)沿25°N附近剖面波速比分布(Sun et al，2014)(原图为彩色图——译注)

5结论

本文通过接收函数和瑞利波联合反演，利用青藏高原东南缘新布设的密集台阵，获得了该区高分辨率岩石层剪切波速度模型。我们的模型为青藏高原东南缘两个低速通道的复杂分布提供了更好的约束。这两个低速通道有以下显著特征：(1)绕着东喜马拉雅构造结顺时针分布，与该区地壳运动方向较一致，其边界与该区主要走滑断层对应；(2)该区主要大地震沿着低速通道边界分布。低速带分布的新信息为研究青藏高原东南缘变形和地震活动性提供了重要资料。我们认为塑性流动和剪切变形在青藏高原的隆升和扩展过程中都起了重要作用。

附录A补充材料

与本文相关的补充材料可以上网查询，网址为：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.020。

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译 者 简 介

孙晓晓(1989—)，女，南京大学地球物理专业硕士毕业，主要从事地震学研究。E-mail：xiaosun198901@gmail.com。

Xuewei Bao，Xiaoxiao Sun，Mingjie Xuetal.2015.Two crustal low-velocity channels beneath SE Tibet revealed by joint inversion of Rayleigh wave dispersion and receiver functions.EarthPlanet.Sci.Lett.415：16-24.doi：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.020

孙晓晓，鲍学伟 译.2016.通过接收函数和瑞利波联合反演揭示青藏高原东南缘两个壳内低速带.世界地震译丛.47(4)：329-343.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201604005

南京大学地球科学与工程学院孙晓晓，加拿大卡尔加里大学地球科学系鲍学伟译；

南京大学地球科学与工程学院徐鸣洁校

中国地震局地球物理研究所朱玉萍复校